南海季风爆发的年代际转折与东亚副热带夏季降水的关系

赵小芳，王黎娟，陈红，王志强

(1. 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心，江苏 南京210044；2. 海南省气象台，海南 海口570203；3. 东航股份上海飞行部，上海201100)

1 引 言

南海夏季风是东亚系统的重要组成部分，它的爆发和演变标志着东亚夏季风的来临和雨季的开始[1-4]。南海夏季风爆发早晚有着显著的年际变化特征[5-7]，而近期有研究指出南海夏季风爆发的日期在1993/1994年间有显著的年代际突变，1993年之后季风爆发时间明显提前[8-10]，在1993年之前南海夏季风的爆发主要是由于热带辐合带（Intertropical Convergence Zone, ITCZ）的北抬引起的，而在1994年之后则是由于来自西北太平洋的热带扰动增加导致的。在研究海温对南海夏季风爆发的年代际影响时发现，1993年之前东太平洋（Eastern Pacific, EP）型海温异常增温能导致南海夏季风爆发偏晚，而在1994年之后两类海温型均影响了季风的爆发，但中太平洋型（Central Pacific, CP）海温异常增温对阻碍南海夏季风爆发的影响更大[11]。而Liu 等[12]认为1980—1993年春季是南印度洋海温异常控制着南海夏季风爆发时间，在1994年之后则是由前冬季的ENSO 和春季的赤道印度洋海温异常控制着南海夏季风的爆发。Lin 等[13]研究指出在1—4月的菲律宾越赤道气流越强，南海夏季风爆发时间越早，而菲律宾的越赤道气流与南海夏季风爆发时间的相关系数在1994年之后更高。说明菲律宾越赤道气流在1994—2016年对南海夏季风的爆发影响更显著。

在上述早期的研究中更多关注的是影响南海夏季风爆发早晚的因素，而一个经典的观点[3]认为南海夏季风爆发是东亚副热带夏季降水开始的先兆，因此南海夏季风的爆发对其后期降水和环流影响也是值得关注的一个问题。Zhang 等[14]指出南海夏季风可以影响正IOD（Indian Ocean dipole）事件在夏季（6—8月）发展，在秋季（9—11月）达到鼎盛期。He 等[15]指出南海夏季风爆发时间与随后长江流域到日本南部的降水有显著的正相关，主要由热带印度洋的海温异常激发Kelvin 波控制南海夏季风的爆发，随后通过影响和维持西北太平洋反气旋而控制5—9月的季风降水。Jiang 等[16]指出南海夏季风爆发后长江中下游降水会减少，并且南海夏季风爆发时间与5月长江中下游降水有显著正相关。He 等[17]研究了中国东部夏季降水的年代际差异，结果表明在1979—1993年间夏季降水主模态为三极型，而在1994—2014年则呈偶极型结构。Jin 等[18]分析了南海季风的年际变化对长江中下游降水的影响，发现6—7月期间，南海季风强度越强，长江中下游降水越少。

那么基于南海夏季风爆发时间存在年代际转折的背景下，其与后期东亚副热带夏季降水之间有什么关系？本文针对这一问题探讨了南海季风爆发的年代际转折与东亚副热带夏季降水的关系。

2 资料和方法

本文使用的资料包括：（1）美国NCEP/NCAR逐月大气再分析资料，变量包括水平风场、比湿场以及垂直速度场，其中垂直方向共有17 层，水平分辨率为2.5 °×2.5 °。（2）NOAA 提供的向外长波辐射（OLR）月平均资料。（3）副高脊线指数取自国家气候中心的74 项环流指数。（4）降水资料取自日本气象厅（Japan Meteorological Agency,JMA）研发的全球大气再分析资料JRA-55，空间分辨率为1.25°×1.25°。（5）欧洲中心ERA-Interim的850 hPa 风场逐日资料。研究时段为1979—2016年，将夏季定义为6—8月（JJA）的平均。

南海夏季风爆发时间根据由东到夏经向温度梯度（Meridional Temperature Gradient, MTG[19]），即∂T/∂y 由负转正的时间来定义，即4月第3 候以后，当南海季风检测区内（110～120 °E，10～20 °N）对流层中上部（500～200 hPa）MTG 由负转正并稳定持续3 候（不可中断），则定义∂T/∂y 由负转正的第1 候为南海夏季风爆发时间。由MTG 定义的南海夏季风爆发时间与向外长波辐射（outgoing longwave radiation, OLR）或者850 hPa 纬向风定义的时间有较好的相关性[12]。但由于MTG 定义500～200 hPa 热成风的转变，而南海夏季风爆发最明显的特征之一是低层纬向风的突变，在实际情况中有可能会存在中高层风向发生转变但低层纬向风未转正，导致南海夏季风爆发的环流突变不明显，或者低层纬向风在高层风之前先转向，季风提前爆发。基于这两种可能的发生，本文用判断MTG 定义的南海夏季风爆发时间前后三候的850 hPa 纬向风是否提前转正来检验南海夏季风是否爆发，发现1982、1997、2000、2008 和2009年低层风转变与MTG 定义的爆发时间没有对应，综合国家气候中心定义的南海夏季风爆发时间和多位学者认可的季风爆发时间[20]，分别更正这五年的季风爆发时间为第31 候、28 候、27 候、25 候以及30候。为了从年代际转变中找出较明显的信号，将1979—1993年晚于此时段平均爆发时间的年份作为典型季风爆发晚年，即1981、1982、1985、1987、1991 和1993年；将1994—2016年早于此时段平均爆发时间的年份作为典型季风爆发早年，即1994、1996、2000、2001、2002、2005、2006、2008、2012、2013、2014年。南海夏季风爆发时的强度以南海季风检测区内爆发候850 hPa 平均纬向风和同时段气候平均值的差值来定义。

3 南海夏季风爆发早晚的年代际变化及降水特征

图1 是南海夏季风爆发时间与季风爆发强度的时间序列，可以看出南海夏季风的爆发时间在1993年之后有明显的提前，在1979—1993年平均南海夏季风爆发时间在29 候左右，而在1994—2016年平均南海夏季风爆发时间则在27 候左右，提前了两候，这一爆发时间的转变与前人的研究[8]相符，并且通过滑动t 检验（图略）。季风的爆发强度与爆发时间之间有明显的相关性，二者之间的相关系数达到-0.63，通过0.01 显著性检验，即南海夏季风爆发时间越早，爆发时季风强度越强，爆发时间越晚爆发时的强度越弱。前人研究得出南海夏季风爆发时间越早，季风槽进入西北太平洋的时间则越早[21]，而季风槽的演变与西太平洋副热带高压的位置和强度有关[22-23]，副高位置的变异与我国降水之间有着重要联系[24-25]，那么南海夏季风爆发时间的年代际转折对我国夏季降水有什么影响呢？

图1 南海夏季风爆发时间（左：灰色柱状，单位：候）与标准化南海夏季风爆发强度（右：折线）时间序列

为了研究季风爆发早晚与夏季降水的关系，图2a、2b 分别给出了1979—1993年季风爆发偏晚的典型年份和1994—2016年季风爆发偏早的典型年份合成的夏季降水距平百分率。在1979—1993年，季风爆发偏晚，华南区域降水是显著偏少的，长江中下游到日本一带和东北平原降水偏多，从南到北大致为“负正”的两极分布。而在1994—2016年，季风爆发偏早，南海北部到华南地区是显著的降水正距平，长江中下游到日本为负距平，东北一带降水分布差异不明显。为了进一步了解南海夏季风爆发时间与降水之间的关系，取通过显著性检验区域作夏季降水区域平均，由华南夏季区域平均降水的时间序列（图3a） 可知，在1993/1994年间华南夏季降水存在明显的年代际转折，这与伯忠凯等[26]指出华南夏季降水在1990年代初期存在年代际突变的说法一致。南海夏季风爆发时间与华南夏季区域平均降水量呈负相关，二者之间相关系数达到-0.43，通过0.01 显著性检验，即南海夏季风爆发越早，华南夏季降水越多，反之亦然。图3b 中长江中下游和日本南部夏季降水在1993/1994年间存在一个明显的转变，但年代际转变没有华南地区显著，与南海夏季风爆发时间的相关系数为0.43，通过0.01 显著性检验，即南海季风爆发越早，长江中下游到日本南部夏季降水越少，反之亦然。与此同时，考虑到前一时段的爆发早年以及后一时段爆发晚年也可能影响到夏季风降水，我们将前一时段的爆发早年及后一时段爆发晚年进行了合成发现，前一时段的爆发早年，主要影响华南和河套以南地区，华南降水偏少，河套以南降水偏多，长江中下游无明显变化；而后一时段爆发晚年，主要影响长江中下游和河套以南地区，长江中下游降水偏多，河套以南则降水偏少，而华南降水无明显影响。但本文为了研究南海夏季风爆发时间的年代际转折对东亚副热带夏季降水的影响，主要关注1979—1993年的偏晚年和1994—2016年的偏早年。那么南海夏季风爆发早晚年夏季降水分布不同的原因是什么呢？下文将由此展开讨论。

4 不同年代际背景下环流系统的差异

南海夏季风爆发早晚导致后期大气环流特征不同，环流系统的变化对降水能够产生一定的影响。因此，为了分析在不同年代际背景下，南海夏季风爆发早晚对夏季低层环流系统的影响，图4给出了1979—1993年和1994—2016年南海季风爆发时间回归的夏季850 hPa 风场，在1979—1993年对流层低层风场上最显著的回归区位于孟加拉湾，有一股越赤道气流向北延伸，转为西南风穿过中南半岛到达南海，使得我国南海被西风所控制；而在1994—2016年，南海夏季风爆发时间与孟加拉湾越赤道气流的关系相比则较弱，最显著的回归区位于东印度洋，低层为异常气旋，以及西北太平洋上有一异常反气旋，中心位于150 °E左右，相比与季风爆发偏晚的年代际异常反气旋位置偏北。在1979—1993年赤道海洋性大陆上低层有偏南风异常，而在1994—2016年是偏北风异常。由此可见，南海夏季风爆发早晚的不同年代际背景下，低层环流的差异主要集中在孟加拉湾越赤道气流、澳大利亚北部的越赤道气流以及西北太平洋异常反气旋上，因此我们主要关注这些系统的变化及差异。副高影响着我国夏季的雨带位置和强度，而副高的强度和位置与西北太平洋异常反气旋有密切联系，那么在不同年代际背景下南海夏季风爆发早晚年夏季低层环流和副热带高压是怎样变化的呢？

图2 1979—1993年南海夏季风爆发偏晚年（a）和1994—2016年南海夏季风爆发偏早年（b）夏季降水距平百分率打点区域为通过0.1 显著性检验。

图3 华南区域（110～120 °E，20～28 °N）（a）、长江中下游和日本南部（115～120 °E，30～32 °N；130～140 °E，30～37 °N）（b）夏季区域平均降水时间序列 右上角corr 表示各自降水与南海夏季风爆发时间的相关系数。

图4 1979—1993年(a) 、1994—2016年(b)南海夏季风爆发时间回归的夏季850 hPa 风场填色为通过0.05 显著性检验区域。

4.1 副热带高压脊线的年代际变化特征

副热带高压的变化直接影响着我国雨带的位置，其变化特征主要在于脊线位置、北边界位置、西伸边界以及面积等四个方面，图5 给出了副高脊线指数的时间序列和Mann-Kendall(MK)突变检验，发现副高脊线在1993/1994年间有一明显转变，在1979—1993年间副高脊线偏南，位于23 °N左右，而在1994—2016年间副高脊线则偏北，位于25.5 °N 左右，同时MK 检验表明在1990年代初期副高脊线存在明显突变，这与南海夏季风爆发时间的转变基本一致，以1993/1994年为界分别计算副高北界指数、副高西伸指数和副高面积指数（图略），结果表明1994—2016年中副高明显偏北、偏西，范围更大。在1979—1993年间，副高北边界平均值在30 °N 以南，脊线在25 °N 以南，西伸边界在120 °E 以东，一般雨带分布在副高脊线往北8～10 个纬度，对应图2a 即31 °N 左右是江淮到日本一带，江淮流域处于副高的西北侧的西南风控制下，有利于水汽向江淮流域输送，所以降水偏多，而华南区域则被副高的下沉气流控制不利于降水的产生。在1994—2016年，副高北边界在30 °N 以北，脊线位于25 °N 以北，西伸边界在120 °E 以西，副高西南侧的东南风能把大量水汽向华南地区输送，有利于降水的增加，同时江淮流域则处于副高中心的下沉区，不利于降水的产生。因此，副高的位置对东亚副热带夏季降水分布的影响与南海夏季风爆发早晚年夏季降水距平百分率的分布（图2）相对应的，因此，副高对东亚副热带夏季降水分布的影响能够很好地解释南海夏季风爆发早晚夏季降水距平百分率的分布形式，说明南海夏季风爆发时间不同，夏季副高位置则不同，从而影响夏季降水分布。

4.2 越赤道气流的年代际变化特征

作为热带大气环流的重要组成部分，越赤道气流在南北半球间物理量交换中扮演着重要角色[27]。图6 为1979—2016年夏季沿赤道经向风高度-经度剖面图，可以看出夏季越赤道气流有五个南风通道，分别是位于45～50 °E 的索马里越赤道气 流、85～90 °E 的 孟 加 拉 湾 越 赤 道 气 流、105～110 °E 的南海越赤道气流、120～130 °E 的菲律宾越赤道气流和145～150 °E 的西太平洋越赤道气流，后三者通常统称为澳大利亚北部越赤道气流。其中索马里越赤道气流在850 hPa 强度达到最大值，其余孟加拉湾、南海、菲律宾以及西太平洋越赤道气流强度均在925 hPa 达到最大值。为了研究夏季越赤道气流的变化，图7a 和7b 采用850 hPa 风场来研究印度洋低层风场的变化，图7c 和7d 采用925 hPa 风场来研究孟加拉湾和澳大利亚北部越赤道气流的变化，Li 等[28-30]指出索马里和澳大利亚北部越赤道气流强度在年际尺度上是呈反相变化的，即索马里越赤道气流强（弱），澳大利亚越赤道气流则弱（强）；而孟加拉湾越赤道气流在年际尺度变化上则相对独立，因此我们将结合索马里与澳大利亚北部越赤道气流特征研究，单独分析孟加拉湾越赤道气流的特征。

从图7a 中可以看出在1979—1993年印度洋低层盛行异常偏南风，在索马里南部为东北风异常，因此索马里越赤道气流较弱，与图4a 中印度洋有微弱偏北风对应，图7c 中澳大利亚北部有三支明显的偏南风通道，对应强南海、菲律宾和西太平洋越赤道气流，其中菲律宾越赤道气流南风异常最显著，强度最强，在赤道以北形成异常反气旋性环流，而在1994—2016年赤道印度洋为明显南风异常，在北印度洋形成气旋性环流，索马里越赤道气流强度偏强，而在澳大利亚北部有从菲律宾以南流向赤道的北风异常，在赤道附近形成微弱的气旋性环流，西太平洋同样为北风异常，澳大利亚北部越赤道气流强度偏弱。因此两个年代际中索马里与澳大利亚北部越赤道气流是反相协同变化的，季风爆发偏早，索马里越赤道气流强，澳大利亚北部的越赤道气流弱，而季风爆发偏晚，索马里越赤道气流弱，澳大利亚北部越赤道气流则强。

图5 夏季（JJA）副高脊线指数时间序列（a）与Mann-Kendall 突变检验（b） 黑色：UF；灰色：UB。

图6 1979—2016年气候平均的夏季（JJA）沿赤道（5 °S～5 °N）经向风高度-经度剖面图 单位：m/s。

进一步研究孟加拉湾越赤道气流的变化。图7c 中1979—1993年季风爆发偏晚，孟加拉湾北部有强的异常西南风，穿过中南半岛到达南海转为异常西风，在孟加拉湾赤道附近越赤道气流较强，而在1994—2016年季风爆发偏早，孟加拉湾没有显著异常风场，主要是从菲律宾和西太平洋形成的异常西南风。用在85～90 °E，2.5 °S～2.5 °N 的区域平均来计算西南风强度[31]，结果表明在1994—2016年中孟加拉湾西南风气候平均值强度较弱，1979—1993年孟加拉湾越赤道气流较强（图略）。因此，南海夏季风爆发偏早，孟加拉湾越赤道气流较弱，副热带高压脊线偏北，而南海夏季风爆发偏晚则反之。

图7 1979—1993年南海季风爆发晚年（a、c）和1994—2016年南海季风爆发早年（b、d）850 hPa（a、b）、925 hPa（c、d）风场异常（箭头，单位：m/s）、OLR（填色，单位：W/m2）

在1979—1993年期间，南海季风爆发偏晚，夏季索马里越赤道气流弱而澳大利亚北部越赤道气流强，在1994—2016年两支越赤道气流特征则相反，从年代际时间尺度，索马里与澳大利亚北部越赤道气流的反相协同变化对副热带高压是否有影响有待后文进一步研究。那么由于孟加拉湾越赤道气流与副高的变化影响着东亚副热带的水汽输送，为了进一步解释环流对降水分布的影响，给出不同年代际夏季的低层水汽通量异常和水汽通量散度异常（图8），比较可发现图8a 在1979—1993年，季风爆发偏晚，副高脊线偏南，由于孟加拉湾的越赤道气流较强，从孟加拉湾往我国东部输送的水汽偏强，由于副高的阻挡水汽输送方向从华南开始转向后在江淮流域集聚，水汽通量散度负异常区与降水的正异常区吻合，所以江淮到日本南部降水偏多。而图8b 中，1994—2016年，季风爆发偏早，孟加拉湾越赤道气流相对较弱，所以从孟加拉湾输往我国的水汽偏弱，而副高脊线偏北，有利于从南海北部和西北太平洋往我国东部输送的水汽较强，大部分水汽从西太平洋输往我国华南地区，使得华南降水显著增多。

图8 1979—1993年（a）、1994—2016年（b）典型年份925 hPa 异常水汽通量（箭头）和异常水汽通量散度（填色）

5 年代际尺度上南海夏季风影响副热带夏季降水异常的成因

上述分析表明，1979—1993年，南海季风爆发偏晚，夏季副高脊线偏南，孟加拉湾越赤道气流偏强；1994—2016年，南海季风爆发偏早，夏季副高脊线偏北，孟加拉湾越赤道气流偏弱。副高和孟加拉湾西南风的强弱不同使得东亚副热带的水汽输送不同，从而导致降水产生差异。本节则主要讨论副热带高压脊线偏北的成因。南海夏季风爆发时间对夏季澳大利亚北部的越赤道气流有影响（图4），那么这与副高脊线的位置变化是否有联系呢？用南海夏季风爆发时间与夏季低层赤道平均经向风作相关，其纬向分布如图9。从图9 中可以看出南海夏季风爆发时间与菲律宾（115～125 °E 左右）越赤道气流有正相关，通过0.1 显著性检验，说明南海夏季风爆发偏早，夏季菲律宾越赤道气流偏弱；南海夏季风爆发偏晚，夏季菲律宾越赤道气流则偏强。这一结论与图7c 和图7d 是吻合的。

图9 南海夏季风爆发时间与夏季（JJA）925 hPa 赤道（5 °S～5 °N）经向风的相关系数纬向分布黑色实线代表通过0.1 显著性检验。

南海夏季风的爆发与夏季菲律宾越赤道气流的变化相关联，那么在南海夏季风爆发出现年代际转折的背景下，菲律宾越赤道气流是如何变化的？从图10 夏季菲律宾（115～125 °E）越赤道气流强度的时间序列中可以看出：越赤道气流的强度在1993/1994年左右也出现一个年代际转变，在1979—1993年菲律宾越赤道气流偏强，而1994—2016年菲律宾越赤道气流偏弱。为了定量分析此次年代际变化，对菲律宾越赤道气流指数进行了MK 检验。显示其在1990年代初期存在非常明显的年代际转变，与南海夏季风爆发突变时间相对应。表明南海夏季风爆发时间与夏季菲律宾越赤道气流强度密切相关，在1979—1993年，南海夏季风爆发偏晚，夏季菲律宾越赤道气流偏强，1994—2016年，南海夏季风爆发偏早，夏季菲律宾越赤道气流偏弱。

图10 夏季菲律宾越赤道气流（5 °S～5 °N经向风平均）的时间序列（黑色实线代表平均值）（a）与MK 检验（b）黑色：UF；灰色：UB。

那么菲律宾越赤道气流的变化对副高脊线的变化有什么影响呢？从图7d 中分析得出，季风爆发偏早，菲律宾到赤道附近是偏北风异常，菲律宾越赤道气流偏弱，偏北风异常将暖池的热量往赤道输送，且澳大利亚北部的OLR 低值区范围往南延伸，说明对流活跃区偏南，海洋性大陆区域对流活跃，该区域对流活动与中国降水有密切联系[32]，赤道的对流增强，产生异常上升运动（图11b），叠加到Hadley 环流上升支上使得Hadley 环流强度增强，因此其扩展的范围增大，所以下沉气流在偏北的区域，异常经向环流中下沉主体在30 °N 以北，使得副高脊线位置偏北；季风爆发偏晚，菲律宾到赤道附近是偏南风异常，所以赤道附近对流相对较弱，导致经向环流有异常下沉运动（图11a），异常下沉运动与北半球Hadley 环流上升支叠加使得Hadley 环流强度减弱，因此其扩展的范围对应减小，使得Hadley 环流下沉支主体在30°N以南，所以副高脊线位置偏南；副高脊线位置的变化使得往东亚副热带输送的水汽通道不同，降水随之发生改变。所以南海季风爆发时间与澳大利亚北部越赤道气流之间正相关关系影响了副高脊线位置的变化，副高影响着雨带的位置，从而对降水的异常分布产生影响。

图11 1979—1993 南海季风爆发晚年（a）及1994—2016 南海季风爆发早年（b）125～135 °E纬向平均异常经向环流（箭头）和异常垂直速度（填色）

6 小结与讨论

基于1979—2016年NCEP 逐月再分析资料和JRA-55 降水资料，本文讨论了南海夏季风爆发时间年代际转折与东亚副热带夏季降水的关系及可能成因得到如下结论。

（1）南海夏季风爆发时间在1993/1994年出现年代际转变，1979—1993年爆发时间偏晚，夏季华南降水偏少，江淮到日本南部降水偏多；1994—2016年爆发时间偏早，夏季华南降水偏多，江淮到日本南部降水偏少。

（2）菲律宾越赤道气流在南海夏季风爆发的年代际转折与东亚副热带夏季降水关联中发挥了桥梁作用。南海夏季风爆发时间与夏季菲律宾越赤道气流强度呈显著正相关，使得菲律宾越赤道气流强度在1993/1994年间产生年代际转变。在1994—2016年，菲律宾越赤道气流偏弱，从菲律宾到赤道一带有偏北风异常，将暖池的热量往赤道输送，使得赤道对流增强，产生异常上升运动汇入Hadley 环流上升支，Hadley 环流增强导致下沉主体偏北，所以副高脊线偏北，1979—1993年菲律宾越赤道气流偏强，副高脊线反之偏南。

（3）由于菲律宾越赤道气流强度的年代际变化导致副高脊线位置在1993/1994年前后发生变化，影响了我国夏季降水水汽通道的强弱。在1994—2016年夏季副高脊线偏北，孟加拉湾的越赤道气流强度减弱，所以从西北太平洋往副热带东亚输送的水汽通道在1993年之后变强，水汽在华南集聚，有利于降水的增多，因此南海季风爆发偏早，华南降水偏多，江淮降水偏少；而在1979—1993年夏季副高脊线偏南，孟加拉湾越赤道气流强度增强，导致从孟加拉湾往我国的水汽输送增强，并且由于副高的阻挡水汽输送从华南开始转向，在江淮一带集聚，促使江淮一带降水的增多。

基于上述结论，我们了解了在不同年代际南海夏季风爆发早晚年的夏季东亚地区降水的差异与可能成因，但本文仅给出南海夏季风爆发时间与菲律宾越赤道气流强度的关系，南海夏季风与海陆热力差异有关，而越赤道气流也与南北半球的热力差异有关，那么南海夏季风的爆发时间怎样影响越赤道气流的强度，二者之间相互作用的物理机制有待进一步探讨。夏季风爆发早晚在具体影响夏季降水中的过程性差异需要进一步探讨，目前文章提到的亚澳季风系统的越赤道气流和副热带高压系统还需要更紧密综合在一起。